Альбититовые, грейзеновые и гидротермальные месторождения

Лекция 5 Альбититовы е, грейзеновы е и гидротермальны е месторождения Альбититы и грейзены представляют собой щелочные метасоматиты, образованные постмагматическими или метаморфическими пневматолитогидротермальными флюидами. Их объединяет общность происхождения, локализации и источника вещества. Обычно зоны альбитизации и грейзенизации развиваются в апикальных частях массивов кислых и щелочных гипабиссальных изверженных пород. Формирование этих метасоматитов началось с появлением на нашей планете больших масс гранитоидов (2,5 млрд лет) и возрастало вплоть до палеогена. Затем установился равномерный прирост их объемов. Интрузивные комплексы, с которыми связаны альбититы и грейзены, являются типоморфными образованиями, маркирующими определенные геодинамические обстановки: зоны столкновения континентальных литосферных плит; заключительные стадии развития орогенных поясов; магматические дуги активных окраин континентальных плит; зоны глубинных разломов и сопутствующих им рифтовых систем; области активизации древних платформ. Флюидные потоки, фильтруясь через граниты нормальной и повышенной щелочности и просто щелочные породы, альбитизируют апикальные части интрузий, особенно интенсивно выступы и апофизы, а избыток калия выносят и связывают в грейзенах, которые накапливаются на границах альбитизированных гранитоидов с вмещающими породами и среди последних. Эти потоки особенно активно выщелачивают из пород, по которым фильтруются многие металлы, образующие затем в метасоматитах аномальные вплоть до рудных концентрации. Такими типоморфными элементами для альбититов являются цирконий, ниобий, торий, а для грейзенов – бериллий, литий, олово и вольфрам. О масштабах процессов выщелачивания и выноса элементов можно судить, например, по поведению олова (В. Барсуков). В неизмененных гранитах его содержание составляет 26 г/т, при этом, г/т: в анните – 200 – 300; в зоне выноса – 4 – 5; в образовавшемся здесь мусковите – 20 – 30. Установлено, что по мере усиления общей щелочности процесса объем альбитизированных пород возрастает, а грейзенизированных падает. В связи с этим в породе обычно встречаются грейзены без альбититов и, наоборот, альбититы без грейзенов. Воздействие горячих постмагматических растворов на интрузивные породы приводило к развитию процессов калиевого метасоматоза (ранняя микроклинизация) в ядерных частях массивов в обстановке повышенного давления. В этих же интрузиях вдоль верхней периферической части массивов в условиях падения давления протекала ранняя альбитизация. На фоне падения температуры с 620 до 450 оС и возрастающей кислотности раствора происходила смена раннего калиевого метасоматоза натриевым. В условиях максимальной кислотности, наступавшей в момент перехода флюида из надкритического (пневматолитового) в гидротермальное состояние, протекала стадия грейзенизации. Высокая кислотность была обусловлена появлением свободных кислых анионных компонентов в результате диссоциации неустойчивых ацидокомплексов при появлении жидкой водной фазы. В условиях высокой активности фтора и бора из пород выносились щелочи, алюминий и многие элементы-примеси. По мере накопления щелочей и дальнейшего падения температуры кислотность раствора понижалась и под его воздействием происходили мелкомасштабные выделения поздних альбита и затем микроклина. Альбититовы е месторождения представляют собой тела и зоны, сложенные альбититами – лейкократовыми породами, в которых на фоне мелкозернистой основной альбититовой массы отмечаются порфировые выделения кварца и микроклина, а также слюд, щелочного амфибола, реже пироксена. В этих телах выделяются участки с промышленными концентрациями редких, редкоземельных и урановых элементов. Выделяют два типа месторождений: 1) в связи с интрузивными массивами; 2) без связи с магматическими комплексами. Первый тип локализован в метасоматически переработанных куполах и апофизах массивов нормальных и субщелочных гранитов. В результате образуются штокообразные массы минерализованных альбитизированных пород (иногда их называют эписиенитами), имеющих в горизонтальном сечении площадь несколько квадратных километров и протяженность на глубину до 600 м. В измененных материнских биотитовых гранитоидах наблюдается следующая примерная вертикальная метасоматическая зональность (снизу вверх): неизмененная порода – появление мусковита – альбитизированная порода – альбитит – грейзен. По нормальным гранитам развиваются мусковит-микроклинкварцево-альбититовые породы с бериллиевым оруденением, а по субщелочным гранитам: 1) трилитионит-микроклин-кварцево-альбитовые метасоматиты с литиевыми, ниобиевыми и танталовыми рудами и 2) биотит-кварцевоальбититовые породы с цирконием, ниобием и иттриевыми редкими землями. Примеры месторождения: ниобий – Каффа (Нигерия). Второй тип не имеет установленных связей с магматическими комплексами. Он развит вдоль зон региональных глубинных разломов, рассекающих кристаллический фундамент древних платформ, и имеет линейные секущие формы рудоносных тел. Существуют две точки зрения на происхождение этих альбититов: согласно первой, они представляют собой продукты деятельности флюидов, производных скрытых на глубине интрузивных массивов; согласно второй, они имеют метаморфогенную природу растворов. В этом случае в их составе вполне подвижным поведением обладали вода, углекислота, кремнезем и щелочи. С уменьшением температуры и давления происходил распад комплексных соединений и диссоциация сильных кислот. В результате взаимодействия растворов с вмещающими породами на стадии раннего калиевого метасоматоза снижалась щелочность раствора, увеличивалась активность слабых оснований и происходила смена калиевого метасоматоза натриевым. Выделяют три главные рудные метасоматические формации: • калиевая (микроклиновая) с бериллиевыми рудами; • калинатровая (альбит-микроклиновая) с тантал-ниобиевым оруденением; • натровая (эгирин-рибекитовая и эпидот-хлоритовая) с урановой минерализацией. По глубинности формирования рудоносные метасоматиты распределяются следующим образом: калиевые – 8 – 10 км, калинатровые – 6 – 8 км и натровые – 4 – 6 км. В линейных альбититах сконцентрированы существенные запасы урана, тория и бериллия, в меньшей степени тантала, ниобия и редких земель. Грейзеновы е месторождения формируются в апикальных выступах гранитных массивов и в алюмосиликатных породах, реже в основных и карбонатных породах их кровли (рис. 16.11). Грейзен представляет собой агрегат слюды (мусковит, биотит, циннвальдит) и кварца с примесью турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их рудных минералов (касситерита, вольфрамита, молибденита, беррилла, литиевых слюд). Выделяют эндо- и экзогрейзены. На долю эндогрейзенов приходится более 80 % объема этих метасоматитов. Они слагают штоки и жилы и развиваются на 300 – 500 м вглубь от кровли массива. Экзогрейзены образуют штокверки, распространяющиеся по вер­тикали до 1500 м от контакта интрузии. Привнос рудных элементов и формирование месторождений происходили в конце длительного и прерывистого процесса грейзенообразования, синхронно с развитием рудоконтролирующих структур. Различные авторы выделяют от 8 до 13 стадий рудообразования, составляющие три группы: • раннюю – отлагаются минералы молибдена, вольфрама и олова; • среднюю – выделяются минералы тантала, ниобия, бериллия и лития; • позднюю – образование сульфидов, флюорита и карбонатов. На месторождениях установлены интрарудные дайки гранит-аплитов. Грейзеновые месторождения формируются на глубинах 5 – 1 км; температурный градиент на 100 м вертикального разреза составляет в начале процесса 20 – 5 °С, а в конце – 2,5 °С. Кон­центрация рудоносного флюида последовательно снижается от 460 до 100 г на 1 кг Н2О. С грейзенами связаны месторождения олова (касситерит), воль­фрама (вольфрамит), лития (литиевые слюды), бериллия (в грей-зенах: силикатных — берилл; карбонатных — фенит, бертрандит и гельвин; по основным породам — хризоберилл и изумруд). Обыч­но месторождения комплексные: олововольфрамовые (рис. 16.12), вольфрам-молибденовые, молибден-бериллиевые, литиево-берил-лиевые и вольфрам-молибден-бериллиевые. Как правило, место­ рождения богатые, но запасы редко бывают значительными. 16.6. Гидротермальны е месторождения Гидротермальные месторождения представляют собой промышленные минеральные скопления, созданные циркулирующими под поверхностью земли горячими, обогащенными полезными компонентами газово-жидкими растворами. Они возникали на протяжении всей истории развития земной коры от раннего архея до наших дней включительно. К современным аналогам палеогидротермальных систем относятся: эксгаляционные процессы срединно-океанических хребтов; фумарольные воды Камчатки (Узун-гейзерная система), Аляски (Долина десяти тысяч дымов), Чили и других регионов; минерализованные источники Красного моря, полуострова Челекен (Каспийское море) и другие территории. Связь гидротермальных месторождений с магматическими породами может быть: генетическая (плутоногенное оруденение); парагенетическая (характерно для вулканогенных образований); агенетическая – месторождения и интрузии образовались в различные эпохи; амагматическая – отсутствуют видимые связи с магматизмом. На месторождениях выделяют три типа даек: дорудные, интрарудные и пострудные. Чаще всего сначала формируются дайки кислого состава, а затем основного. В зависимости от состава выделяют три наиболее распространенных типа гидротермальных растворов: умеренно-кислые калиевые, хлоридно-борнокислотные и хлоридно-сульфатно-бикарбонатные. Умеренно-кислые калиевые растворы, содержащие углекислот и серу, в температурном режиме 200 – 400 °С приводят к образованию метасоматитов: березитов (кварц, серицит, анкерит, пирит), гумбеитов (кварц, калишпат, доломит, хлорит, кальцит) аргиллизитов (кварц, хлорит, каолин, пирит), кварцсерицитовых и кварц-калишпатовых пород. Наличие или отсутствие анкерита в средних зонах метасоматических колонок позволяет отличить березиты от кварц-серицитовых, а гумбеиты от кварц-калишпатовых пород. При одинаковых температуре и давлении главным фактором является отношение активностей калия и водорода Ак+/Ан+=g Возрастание g приводит к смене аргиллизитов березитами, а за тем – гумбеитами. Аналогичная последовательность наблюдаете при повышении температуры. Березиты и гумбеиты формируются при температуре 350 – 370 °С. Широкое распространение в природе кварц-серицитовых метасоматитов связано с преобладанием растворах низких парциальных давлений СО2. В результате с понижением температуры возрастает количество карбонатов и пирита. Хлоридно-борнокислотные растворы на плутоногенных гидротермальных месторождениях формировали кварц-турмалиновые метасоматиты. Г. П. Зарайским экспериментально получены колонки их образования, аналогичные природным. Они возникли по, воздействием растворов, состоящих из борной кислоты, хлоридов, натрия, калия, железа и магния на гранодиориты при температуре 300 – 600 °С и давлении 100 МПа. Хлоридно-сульфатно-бикарбонатные растворы активно циркулировали в трещинно-поровом пространстве пород на заключительном постинтрузивном периоде становления магматических (гранитоидных) комплексов. В их деятельности намечаются два этапа – ранний кислотный и поздний щелочной. В ранний кислотный этап процессы минералообразования протекали при рН 1,05,5. Формировались березиты (кварц, серицит, анкерит, пирит) по кислым породам; листвениты (карбонаты, кварц, тальк, пирит) по ультраосновным породам; серицитолиты, аргиллизиты алуниты и кварциты. В поздний щелочной этап при рН 5,5 – 13,( образовывались адуляриты, альбититы, хлоритолиты и карбонатные метасоматиты. На зональность рудоотложения влияют многочисленные факторы и она различна для разных классов и групп месторождений, формировавшихся в отличающихся тектоно-магматических обстановках. В. И. Смирнов прежде всего выделяет зональность первого рода, обусловленную стадийностью процесса, и второго рода, связанную с фациальной последовательностью выпадения из раствора минералов. При исследовании зональности необходимо учитывать масштабный и объемно-векторный принципы. Движение рудоносных растворов, находящихся в форме взвесей, молекулярных соединений, контролируется пористостью, проницаемостью, температурой и давлением среды рудообразования. Температуры гидротермального процесса изменяются в интервале 700 – 25 °С. К наиболее продуктивным относится диапазон 400 – 100 °С. На образование среднего месторождения необходимо 810 кДж тепловой энергии. Это в несколько тысяч раз превышает количество энергии, поступающей в отрезок времени рудообразования как средний тепловой поток. Нужны аномальные тепловые поля. Месторождения формируются при литостатическом давлении от десятков до 500 МПа, а наиболее продуктивные стадии – 150 – 200 МПа. Вода в гидротермы поступает из пяти источников: магматического, атмосферного, порового, морского и метаморфического. Минеральное вещество представлено тремя источниками: • ювенильным (базальтоидным, подкоровым) – Fe, Mn, Ti, V, Cr, Ni, Cu, Pt и т.д.; • ассимиляционным (гранитоидным, коровым) – Sn, W, Be,Li, Nb, Та и т.д.; • фильтрационным (внемагматическим) – Si, Ca, Mg, К, Сl, Fe, Mn, Zn, Pb, Au, Ni и др. Формы переноса минеральных соединений представлены истинными растворами, коллоидами, простыми ионными и комплексными ионномолекулярными соединениями. В природе на различных стадиях рудного процесса и в различных геологических условиях присутствуют все отмеченные формы. Однако ведущей определяющей перенос основной массы вещества являются комплексные ионно-молекулярные соединения. Перемещение вещества гидротермальными растворами осуществляется двумя способами – инфильтрацией и диффузией. Инфильтрация обусловлена давлением парообразной фазы, литостатическим и гидростатическим напором, тектоническим стрессом и термическим градиентом. Это основной способ перемещения вещества. Диффузия – исключительно медленный процесс (скорость 0,4 – 1,8 м/10 тыс. лет). Она определяет ход метасоматических преобразований, способствуя проникновению растворов в поровые системы пород. Интервал глубинного гидротермального рудообразования по геологическим наблюдениям и теоретическим расчетам составляет около 10 км. В диапазоне глубин 0,8 – 2,5 км функционирует гидростатическая модель. Она сочетается с более глубинной литостатической системой. В целом для всего интервала рудообразования (10 км) градиент давления равен 100 МПа/км. Отложение вещества из гидротермальных растворов вызвано следующими причинами: обменными окислительно-восстановительными реакциями, изменением рН, коагуляцией коллоидов, распадом комплексных ионов, фильтрационным эффектом, сорбцией, естественными электрическими полями, изменением температуры и давления и другими менее исследованными причинами (сейсмические явления, магнитные поля и т.д.). Особую роль в гидротермальном процессе играет режим серы и кислорода. При высоком потенциале серы возникают сульфиды, а кислорода – легкорастворимые сульфаты. Сродство металлов к сере (чем оно сильнее, тем раньше образуется соединение) образует закономерный ряд: Zn, Mo, Sn, Fe, Pb, Cu, ..., Sb, Hg. Подобный ряд установлен и по сродству металлов к кислороду: Be, Mg, Li, Nb, Mn, Cr, ..., Sb, Pb, Hg, Ag. Режим кислорода меняется в направлении к земной поверхности. Его парциальное давление увеличивается. В результате сульфиды сменяются сульфатами. В ходе гидротермального процесса часто сначала потенциал серы растет, а затем к его концу понижается. Поэтому в начале и конце этапа рудообразования формируются малосернистые соединения. Максимум сульфидов выпадает в средние стадии. Длительность образования гидротермальных месторождений составляет от нескольких сот до нескольких десятков тысяч лет. Наиболее значительные временные колебания характерны для жильных полей. Отдельные жилы формируются в короткие периоды (сотни и первые тысячи лет), но в целом рудные месторождения, поля и районы с учетом пульсационного, прерывистого функционирования гидротермальных систем и периодического изменения тектонических полей напряжения образуются в течение десятков тысяч лет. Наиболее распространенной классификацией гидротермальных месторождений является систематика В.Лингрена, разделяющая месторождения по температурам и глубине образования на три класса: • гипотермальный – большие глубины, высокие значения давления и температур (500 – 300 °С); • мезотермальный – средние значения давления и температур (300 – 200 °С); • эпитермальный – небольшие глубины и низкие температуры (200 – 50°С). Американские геологи в 50-е годы XX в. дополнили ее еще тремя классами: • лептотермальным – средние глубины и низкие температуры; • телетермальным – малая глубина и низкая температура; • ксенотермальным – малая глубина и высокая температура. Во второй половине XX в. стала разрабатываться новая, принятая в настоящее время большинством геологов, современная классификация, учитывающая четыре главных признака: связь с магматическими формациями; состав руд; физико-химические условия образования и геолого-геохимические параметры. В наиболее законченном виде эта систематика была изложена в трудах В.И.Смирнова, который разделил гидротермальные месторождения на три класса: плутоногенный, вулканогенный и амагматогенный. Часть бесспорно гидротермальных рудных образований, связанных с субмаринным базальтовым магматизмом, В. И. Смирнов выделил в самостоятельную колчеданную группу, по рангу соответствующую группе гидротермальных месторождений. Практический опыт, а также многочисленные экспериментальные данные и теоретические расчеты последних десятилетий показали нецелесообразность Кроме того, выделенный В.И.Смирновым амагматический класс более рационально разделить на два подкласса – стратиформный и жильный и отнести к экзогенной серии. С отмеченными выше изменениями и дополнениями группу гидротермальных месторождений предлагается разделить на три класса: плутоногенный гранитоидный; вулканогенный андезитоидный и вулканогенный базальтоидный. Лекция 6 Плутогенны е месторождения Плутоногенные месторождения продолжают магматогенную серию и по геолого-генетическим условиям образования тесно связаны с альбититгрейзеновыми и скарновыми группами месторождений. Рассматриваемый класс ассоциирует с гранитоидным магматизмом и формировался от архея до неогена в различной геотектонической обстановке, но всегда на коре континентального типа. Плутоногенные месторождения образовывались в широком диапазоне геологических и термодинамических условий. Основная их масса относится к жильным и штокверковым образованиям, но на ряде месторождений широко развиты и метасоматические руды. Общепринятой классификации данных месторождений пока не разработано. В качестве предварительного варианта можно условно разделить их на три подкласса: высоко-, средне- и низкотемпературные. В свою очередь каждый подкласс состоит из нескольких рудных формаций. Вы сокотемпературны е месторождения формировались на гипабиссальных глубинах (1 – 5 км) при температуре 500 – 300 °С. Ведущим минералом жильного выполнения являлся кварц. Выделяют следующие наиболее распространенные рудные формации с примерами типичных месторождений: кварц-молибденовая, кварцхалькопиритовая (Чукикамата, Браден, Чили; Коунрад, Казахстан); кварцарсенопирит-золоторудная (Качкарь, Урал); кварц-золотая (Березовское, Урал); кварц-турмалин-золотая (Дмитриевское, Ключевское, Забайкалье); кварцкасситеритовая (Онон, Забайкалье); кварц-молибденитовая (Клаймакс, США); кварц-висмутиновая (Адрасман, Средняя Азия) и др. Рассмотрим подробнее принадлежащие данному подклассу важные в экономическом отношении медно-молибден-порфировы е месторождения, которые в основном формировались в кайнозойскую эпоху, продуктивность которой по молибдену (91,1 тыс. т/млн. лет) и меди (3,8 млн. т/млн. лет) в 20 – 30 раз превосходит по этим параметрам все другие эпохи. Выделяют три периода рудообразования: палеоценовый, эоцен-олигоценовый и миоцен-плиоценовый. Из порфировых месторождений, объединяющих две рудные формации – кварцмолибденовую и кварц-халькопиритовую, получают половину мировой добычи меди и подавляющее количество молибдена. Рассматриваемые месторождения образованы гидротермальными системами, генетически и пространственно связанными с монцонитовыми, диоритовыми и гранитными комплексами. Минерализованные участки располагаются в зонах эндо- и экзоконтактов интрузий и сложены вкрапленными халькопирит-молибденитовыми рудами. Наиболее крупные месторождения с запасами руд более 200 млн. т ассоциируют с небольшими массивами. В крупных полифазных плутонах оруденение приурочено к наиболее кислым разностям. Гидротермально-метасоматические изменения пород на месторождениях данного типа образованы как магматическими флюидами (в их составе до 30 – 60 экв. % NaCl), так и метеорными водами (в них меньше 15 экв. % NaCl), создавшими зональное концентрическое строение ореолов. В их центральной части располагается безрудное кварцевое ядро с калишпатом и аннитом, далее следует зона с серицитом, кварцем и пиритом. Ее сменяет зона аргиллизации с алунитом, каолином и пиритом. Все это обрамляют поля пропилитизированных пород (хлорит, эпидот, кальцит и пирит). Рассекая все зоны в метасоматическом ореоле развиваются разнообразные системы кварцевых жил. Оруденение приурочено к границе кварцевого ядра и филлизитовой зоны. Разработаны три генетические модели рассматриваемых порфировых месторождений: монцонитовая (габбро-сиенит), диоритовая и гранитоидная. Согласно монцонитовой, образуются медно-молибден-порфировые месторождения, которые локализованы в малых интрузиях вулканоплутонических дуг зон субдукции. Рудоносные монцониты являются поздними дериватами полифазных магматических комплексов. Диоритовая модель характерна для медно-молибден-порфировых, обогащенных золотом, месторождений, формировавшихся в островодужных структурах Японского типа. Они ассоциируют с небольшими малоглубинными (2 – 3 км) диоритовыми интрузиями. Месторождения имеют зональное строение. Безрудное кварцевое ядро обрамляется кварц-серицит-аннит-мусковитовым чехлом с повышенной молибденовой вкрапленной минерализацией. За ним следует зона медных руд с пиритом, халькопиритом, борнитом и халькозином. Во внешнем ореоле отмечаются гнезда и вкрапленность пирита, магнетита и гематита. Гранитоидная модель (тип Клаймакс) ассоциирует с интрузиями высококремнеземистых, богатых щелочами риолитов и гранит-порфиров. Они образовывались в пределах активизированных областей кратонов. Каждое месторождение расположено над интрузивным куполом и представлено чашеобразным телом штокверковых молибденовых руд, повторяющих форму интрузивного контакта. Многократному внедрению магмы соответствуют разностадийные рудные тела. Давление магмы было вертикальным. Это выразилось в образовании систем концентрических и радиальных даек, жил, сбросов и других структурных элементов. Рудообразующие флюиды выделялись непосредственно из магмы под давлением, превышающим на 1,5 – 2,5 МПа литостатическое. Они представляли собой концентрированный рассол (65 экв. % NaCl), имеющий температуру около 500 °С. Формирование месторождений протекало в две стадии. В течение ранней функционировало две несмешивающиеся флюидные системы – магматическая и метеорная. Во вторую происходило выравнивание литостатического и флюидного давлений; происходил гидроразрыв; обе системы – магматическая и метеорная объединялись и протекали главные процессы рудоотложения. В пределах интрузива образовывалось четыре зоны метасоматических изменений (от центра к периферии): калишпатовая, кварц-серицит-пиритовая, аргиллизитовая и внешняя – пропилитовая. На ранней высокотемпературной стадии возникали и эндогрейзеновые ассоциации – магнетит-топазовая и гранатовая. Кроме того, независимо от позиции зон метасоматоза располагаются кварцевые жилы. Таким образом, рудоносные магмы представляли собой предельно дифференцированные расплавы, возникшие при фракционном плавлении мафических и средних минеральных образований верхней мантии и нижней части коры. На глубине 600 – 3 000 м в куполе магмы с силой отделялись рудообразующие флюиды. Под давлением возникала штокверковая гидравлическая система трещин, вместившая эндогенную минерализацию с концентрациями молибдена 0,1 – 0,3 %. Среднетемпературны е месторождения включают многочисленные, главным образом жильные месторождения, одними из ведущих компонентов, помимо кварца, являются сульфиды и сульфосоли. Продуктивные ассоциации формировались при температурах 350 – 200 °С. В данном подклассе выделяют четыре группы рудных формаций: • полиметаллическую, объединяющую следующие формации: галенитсфалерит-халькопиритовую (Садон, Згид, Северный Кавказ); галенит-сфалеритбаритовую (месторождения Салаира); галенит-сфалеритовую (Кадая, Читинская область); • сурьмяно-мышьяковую: арсенидную и сульфоарсенидную никель-кобальтжелезную (Буаззер, Марокко); арсенопиритовую (месторождения Забайкалья); золото-антимонитовую; ферберит-антимонитовую (Ноцара, Грузия); • редкометальную: касситерит-галенит-сфалеритовую (Хапчеранга, Забайкалье); касситерит-хлорит-пирротиновую (Омсукчан, Дальний Восток); • ураноносную: сульфидно-настурановую (галенит-сфалеритовую, молибденитовую, халькопиритовую, марказитовую с урановой смолкой) (Шинколобве, Заир; Центральный массив, Франция); «пятиэлементную» формацию (кобальт, никель, висмут, серебро, уран) с рудами, состоящими из арсенидов кобальта и никеля, самородного серебра, сульфидов висмута и уранинита (Фрайберг, Пшибрам, Восточная Европа и др.). Низкотемпературны е месторождения представлены рудными формациями, ассоциирующими с разнообразными магматическими комплексами и образовавшимися при температурах 200 – 50 °С. Это наиболее спорная группа минеральных объектов. Об их происхождении ведутся нескончаемые дискуссии. Одни геологи относят данные формации к гидротермально-метаморфогенным, а другие – к осадочным или инфильтрационным образованиям. Особенно большие разногласия существуют по вопросам характера связи этих месторождений с магматическими процессами. В качестве возможных примеров отметим наиболее часто цитируемые в литературе формации: сидеритовые (Бакал, Урал; Эрцбург, Австрия), родохрозит-родонитовые (Бьютт, США), магнезитовые (Сатка, Урал), баритовые и витеритовые (Салаир, Россия) и др. 16.6.2. Вулканогенны е андезитоидны е месторождения Между внутренними консолидированными блоками континентов и окраинными магматическими дугами, связанными с глубинными частями зон субдукции, располагаются изогнутые в плане (в сторону континента), кулисные вулканоплутонические пояса андезитового и риолитового состава. Наиболее грандиозными структурами такого типа являются вулканические пояса Тихоокеанского континентального обрамления. В азиатской его части выделяется Чукотско-Катазиатский планетарный протяженностью более 10 тыс. км пояс, северным звеном которого является Охотско-Чукотская система субмеридиональных тектономагматических структур. В восточной части Тихоокеанского кольца к аналогичным образованиям можно отнести вулканоплутонические пояса Анд и Кордильер Южной и Северной Америки. Особенностью в строении субаэральных окраинно-континентальных поясов является широкое развитие в их пределах андезито-дацитового вулканизма и на завершающих стадиях щелочного гранитоидного магматизма, а также образование широкого спектра рудных месторождений. Оруденение, как правило, приурочено к палеовулканам, их жерловым и периферическим частям, где концентрируется в конических, кольцевых, радиальных и трубчатых разрывных структурах. Рудные тела обычно небольшого размера, имеют форму жил, труб, изометричных штокверков. Выделяют участки богатых руд – рудные столбы, которые называют «бонанцами». Вмещающие вулканиты испытали воздействие хлоридно-сульфатно-бикарбонатных растворов, образовавших околорудные зоны адуляризации, алунитизации, хлоритизации, каолинитизации и окварцевания. Во внешних ореолах месторождений широко развита низкотемпературная пропилитизация. Оруденение захватывает диапазон глубин от десятков до сотен метров. Начальная температура рудообразования (600 – 500 °С) по мере приближения к поверхности быстро понижается до 200 – 100 °С. Отмечается высокая скорость отложения минералов, обилие минеральных ассоциаций и их телескопирование в рудоподводящих каналах. Для руд характерно широкое распространение метаколлоидных текстур. Многие промышленные жилы имеют сложное строение. В них наиболее богатое оруденение расположено в верхней части. На глубине несколько сот метров оно сменяется слабооруденелыми образованиями. С этим типом месторождений связаны многочисленные и важные в экономическом отношении рудные объекты двух групп формаций – золотосереб­ряной и олово-вольфрамовой, на краткой характеристике которых остановимся далее. Золото-серебряны е месторождения представлены следующими рудными формациями: полиметаллической золото-серебряной (Агатовское, Россия; месторождения Карпат, Украина; Крипль-Крик, Комсток-Лоуд, США и др.), золото-серебряной с теллуридами и селенидами (Агинское, Камчатка; Сеигоши, Япония), серебро-акантитовой (Дукат, Россия), золотосульфоантимонитовой (Карамкен, Россия) и другими. Месторождение Дукат расположено в меридиональном БалыгычаноСугойском прогибе, являющемся поперечной структурой к Охотско-Чукотскому поясу. Прогиб выполнен меловыми континентальными осадочными и вулканогенными образованиями. Месторождение приурочено к вулканотектоническому поднятию, расчлененному серией сбросо-сдвигов на ряд блоков. В ядре поднятия на глубине 1 000 – 1 300 м расположен гранитный плутон. Основное оруденение находится в центральном блоке и сконцентрировано исключительно в ультракалиевых (К2О до 8 – 10%) экструзивно-эффузивных фациях нижнего мела, сложенных риолитами, игнимбритами, туфами, фельзитами с прослоями аргиллитов. Рудные жилы помимо кварца сложены хлоритом, адуляром, родонитом, родохрозитом и сульфидами (3–8%). Ранние продуктивные стадии (кварцхлорит-сульфидная и кварц-адуляр-серебряная) формировались при температуре 385–240 °С, а поздние (кварц-родонит-родохрозитовая и гребенчатого кварца) – 410–200 °С. В рудах установлено свыше 150 минералов, из них важнейшими являются самородное серебро и акантит, а также сфалерит и галенит. К главным особенностям месторождения относятся: • осеребрение руд (золото-серебряное отношение 1:250 – 1:500); • ограниченное развитие сульфидов; • наличие марганцевых минералов; • геохимическая связь серебра с медью, железом, сурьмой, оловом, селеном и марганцем; • многостадийность процесса рудообразования, двукратный привнос серебра, а также поздняя регенерация сульфидных минералов. Месторождение Карамкен расположено в Примагаданском отрезке Охотско-Чукотского пояса, приурочено к крупной вулкано-тектонической кальдере, выполненной меловыми осадочно-вулканогенными породами, и ассоциирует с верхнемеловым магматизмом (плагиогранит-порфиры, кварцевые диоритовые порфиры, дациты, автомагматические брекчии андезитов). Рудные жилы локализуются в радиальных трещинах скола, формировались в две стадии (золото-сульфидно-сульфосолевая и серебро-сульфосольно-селенидная) и образуют спорадические рои в различных блоках кальдеры. Наиболее продуктивные жилы имеют кварцевый и кварц-карбонатный состав. Золотосеребряное отношение изменяется в пределах 1:1–1:20, в среднем 1 : 5. Количество сульфидов не превышает 0,5–1,5 %. К наиболее распространенным рудным минералам относятся: золото, серебро, пирит, халькопирит, сфалерит, блеклые руды (фрейбергит), акантит, канфильдит. Отложение богатых золотых руд происходило в узком температурном интервале (200–180 °С) в условиях резкой смены давлений, изменения состава рудоносных растворов, при переменных кислотно-щелочных и окислительно-восстановительных условиях, а также в инверсионном режиме серы и кислорода. Олово-вольфрамовые месторождения рассматриваемого класса формировались в вулканических дугах магматических поясов, чаще всего на активных окраинах континентов. Наибольшее промышленное значение в их составе имеет касситерит-вольфрамит-висмутин-аргентитовая рудная формация, хорошо развитая в Андах и Кордильерах. Более 15 % мировой добычи олова, большие количества вольфрама, серебра и полиметаллов уже более полувека поступает из месторождений: Боливийский рудный пояс, Лялагуа, Уануки, Потоси, Оруро и многих других. Боливийские месторождения локализованы в пределах субмеридиональной дуги, выгнутой в сторону континента, имеющей ширину 50 км и протяженность 800 км. Рудоносные вулканогенные и интрузивные породы на севере имеют раннемезозойский возраст, в центральной части – раннемиоценовый и на юге – позднемиоценовый. Их образование связывают либо с субдукцией океанической плиты в восточном направлении, либо с анатектическим переплавлением пород континентальной коры, либо с переотложением руд более древних, в частности палеозойских и триасовых месторождений. Одним из наиболее ярких представителей рудных объектов Боливийского пояса является олово-серебряное месторождение Потоси, приуроченное к субвулканическому штоку дацитов позднетретичного возраста, частично расположенного в жерле древнего вулкана и прорывающего нижнепалеозойскотретичную терригенную серию и среднетретичную толщу лав и туфов андезитового и риолитового состава. Оруденение локализовано в пяти системах вулканотектонических трещин и протекало на глубине 875 м в два этапа. С первым связано отложение касситерита, пирита, висмутина и вольфрамита, со вторым – станнина, тетраэдрита, сфалерита и пи-раргирита. В верхних частях рудных тел преобладают минералы серебра, а в нижних – олова, вольфрама, висмута и меди. Рудообразование протекало в широком диапазоне температур 500–100 °С. Околорудные изменения представлены интенсивным окварцеванием (верхняя часть штока) и серицитизацией (глубинные горизонты). Латеральная зональность выражена в развитии в центре месторождения олово-серебряных жил, а на его периферии – серебряных и серебряно-полиметаллических. По периферии месторождения породы пропилитизированы. К классу вулканогенных, связанных с кислым, средним и основным (трапповым) магматизмом, месторождений также относятся многочисленные, но менее значимые в мировом балансе минерального сырья рудные объекты: флюорит-бертрандитовые (Томас, США), киноварные (Вышково, Украина), самородной меди (оз. Верхнее, США), алунитовые (Заглик, Закавказье), исландского шпата (Тунгуска, Сибирь), самородной серы (Курильские острова, Япония, Италия). 16.6.3. Вулканогенны е базальтоидны е субмаринны е (колчеданны е) месторождения К данному классу относятся месторождения сульфидных руд, связанные с подводно-морскими базальтоидными формациями. Из них получают до 10–15 % мировой добычи меди, цинка, свинца и значительные количества серебра, золота, кадмия, селена, олова, висмута, бария и других элементов. Рассматриваемые месторождения образовывались непрерывно в течение всей геологической истории, начиная с раннего архея и кончая современным колчеданным рудогенезом в океанических структурах из мантийных источников вещества. Рудные провинции и районы формировались на разных стадиях развития земной коры, но всегда в условиях растяжения. Установлено четыре основных типа геотектонических обстановок колчеданообразования: островные дуги; срединно-океанические хребты; тыловодужные бассейны и зоны разломов на границе палеоконтинентов. Описываемый класс месторождений ассоциирует с субмаринной базальт-липаритовой формацией, которая разделяется на три субформации: слабо дифференцированную, полно дифференцированную и контрастно дифференцированную. По комплексу признаков – связи с магматическими породами, геологическим условиям залегания и особенностям состава и строения можно выделить четыре подкласса месторождений: кипрский, уральский, куроко (алтайский) и бесши (филизчайский). Рассмотрим каждый из них подробнее. К Кипрскому подклассу относятся серно-, медно-колчеданные и медноцинково-колчеданные месторождения, связанные с недифференцированной базальтовой субформацией, весьма характерной для коры океанического типа. Это и докембрийские руды Австралии (Брокен-Хилл) и Финляндии (Оутокумпо), и раннепалеозойские Норвегии (Леккен) и Ньюфаундленда (Канада), и мезозойские месторождения Кипра, Турции (Эргани-Маден) и др., и современные сульфидные залежи срединно-океанических хребтов. Месторождения Ньюфаундленда входят составной частью в раннепалеозойский офиолитовый комплекс, в разрезе которого выделяются (снизу вверх): ультрабазиты, габбро, пластовые диабазовые дайки, пиллоу-лавы – колчеданные залежи и морские осадки. Месторождения массива Тродос (Кипр) связаны с меловым офиолитовым комплексом. Это обычно мелкие и средние рудные объекты. В нижних частях месторождений в толщи пиллоу-лав устанавливается сульфидный штокверк, фиксирующий рудоподводящий канал. Над ним располагается горизонт кремнистых сульфидов (яшмоидов) и пласто- и линзообразных залежей сплошных колчеданных руд. Его венчает поверхность размыва и поверхностного выветривания, представленные разнообразными охрами и морскими терригенными осадками. Обычно рудные тела формировались в локальных впадинах вблизи рудоподводящих разломов или трещинных зон. Современные сульфидные проявления морей и океанов формируются в зонах срединно-океанических хребтов и областях заостроводужного спрединга и внутриплитного вулканизма («горячие точки»). В местах активной гидротермальной деятельности на дне океана образуются рудные постройки, достигающие 70 м в высоту и имеющие диаметр основания десятки метров. Каждая такая постройка состоит из сотен тысяч тонн рудного вещества. В пределах отдельных площадей (месторождений или рудных полей) располагается несколько десятков таких конусовидных холмов, увенчанных сверху трубообразными телами «черных курильщиков». Подобное поле содержит 30 – 50 млн. т гидротермального вещества. В настоящее время эти проявления нигде в мире не разрабатываются и представляют пока потенциальные медно-цинково-колчеданные руды будущего. Уральский подкласс месторождений ассоциируется с контрастнодифференцированной базальт-липаритовой субформацией. По составу месторождения либо медноколчеданные (Блява, Южный Урал), либо медноцинково-колчеданные (Гай, Южный Урал; Уруп, Северный Кавказ и др.). В наиболее ярком виде этот тип месторождений широко распространен и детально исследован в герцинских комплексах Урала. Оруденение здесь ассоциируется с субвулканическими, экструзивными и лавовыми фациями липарито-дацитового состава; развито в областях бимодального липарит-базальтового вулканизма и отчетливо контролируется вулканическими структурами. Месторождения образовывались на ранних стадиях эволюции энсиматических островных дуг и локализованы в пределах вулканических трогов. Типичный геологический разрез представлен двумя контрастными толщами: внизу – липаритовой, а вверху – базальтовой. Рудные пласты, линзы и ленты локализованы на границе этих толщ и обычно венчают очередной вулканический цикл. В кровле залежей располагаются горизонты яшм, рудные гальки, пачки переслаивающихся алевролитов, туффитов и гематитсодержащих кремнистых пород. Выше залегает толща альбитизированных пиллоу-лав. Непременными элементами разреза месторождений являются сложные, часто ветвящиеся тела эксплозивных брекчий, синвулканические разломы и радиоляриевые горизонты в надрудной базальтовой толще. Рудные тела формировались на придонном и донном уровнях палеобассейнов. Обычно эти тела имеют сложную грибообразную форму. Верхняя пологая их часть сложена сплошными рудами, имеет пласто- и линзообразную форму и образовалась в локальных впадинах морского дна, а нижняя – представлена крутопадающим телом, состоящим из прожилково-вкрапленных руд. Эта часть возникла в рудоподводящих каналах. В верхней части и рудных залежах наблюдаются следующие зоны (снизу вверх): пирит-халькопиритовая; пирит-халькопирит-цинковая, свинцово-цинковосеребряная. В подрудной части месторождений выделяются аномалии меди, молибдена, кобальта и висмута, а в надрудной – ртути, бария, серебра, свинца и цинка. В нижней секущей прожилково-вкрапленной части месторождений помимо кварц-пирит-халькопиритового штокверка, выделяются линзы и блоки кварцитов. Установлена гидротермально-метасоматическая зональность; внутренняя зона, совпадающая с центральными частями движения флюидных потоков – пириткварц-серицит-хлоритовая и внешняя – пропилитовая (хлорит-альбит-эпидоткварц-пиритовая). Рассмотренный подкласс характерен для палеозойских и мезозойских субмаринных вулканогенных формаций, но встречается и в докембрийских вулканических поясах. Месторождения подкласса Куроко парагенетически связаны с полно дифференцированной известково-щелочной базальт-андезит-дацитлипаритовой субформацией и сложены свинцово-цинково-медными рудами. Месторождения приурочены к зрелым внутренним островным дугам; формируются в субдукционных обстановках в пределах подвижных поясов на гранито-гнейсовой коре. Наиболее яркими представителями данного подкласса являются месторождения Алтая (рудноалтайский тип), Куроко (колчеданоносный миоценовый пояс Японии), Скандинавских каледонид, Пиритового пояса Испании и Португалии, докембрийских зеленокаменных поясов и ряда других провинций мира. Это самый важный и самый распространенный подкласс колчеданных месторождений. В хорошо сохранившихся и слабо метаморфизованных месторождениях миоценового пояса Японии (рудные районы Айзу, Вагаомоно, Хокуроку и др.) развиты сложные грибообразные рудные тела с нижней секущей штокверкообразной частью и верхней – субпластовой, стратиформной. В нижней развиты прожилково-вкрапленные пирит-халькопирит-кремнистые, гипсангидрит-монтмориллонит-пирит-халькопиритовые (реже – сфалерит-галениткварцевые) и почти мономинеральные пиритовые с небольшой примесью халькопирита руды. В верхней части пластовая или линзовидная залежь разделяется на ряд стратифицированных зон (снизу вверх): пиритхалькопиритовая (сфалерит-барит-кварцевая) (желтые руды); сфалерит-галенитхалькопирит-пирит-баритовая (черные руды); баритовая (с кальцитом, доломитом и сидеритом), и венчает залежь яшмовый горизонт (ожелезненные кремни). Для месторождений данного типа характерна четкая метасоматическая зональность. В ее ядре развиты кварц-серицитовая и рудная ассоциации, далее следуют серицит-монтмориллонит-магнезиальнохлоритовая и серицитмонтмориллонит-альбит-калишпат-железо-магнезиально-хлоритовая и по периферии отмечается монтмориллонит-цеолитовая. Подкласс Бесши (филизчайский) развит в терригенных флишоидных толщах складчатых миогеосинклинальных поясов (рис. 16.13). Он ассоциирует с внешней островной дугой и по характеру связи с вулканизмом относится к дистальному типу. В рудовмещающем разрезе обычно присутствуют редкие маломощные пласты лав, субвулканические тела и дайки базальтового состава (недифференцированная базальтовая субформация). Руды имеют медноцинково-колчеданный состав. Согласно концепции тектоники плит, данный подкласс формируется в субдукционных обстановках на удалении от центров спредингового вулканизма. Месторождения района Бесши (Япония) представлены пластовыми лентообразными телами, залегающими в верхнепалеозойской сланцевой толще, содержащей прослои базальтовых лав. Руды залегают на пачках базальтовых вулканитов и перекрываются толщей кремнистых сланцев с отдельными горизонтами яшм. Процессы регионального метаморфизма смяли породы и руды в линейные складки, в шарнирах которых отмечаются переотложенные прожилковые и штокверковые медно-колчеданные ассоциации. В заключение отметим основные черты данного класса месторождений: • наиболее активно рудоотложение протекало в стадии, когда интенсивность вулканизма резко сокращалась, а глубоководные условия сменялись мелководными; • основная масса руд накапливалась в конце вулканического цикла; • источником медной минерализации были мантийные базальтоидные, а свинцово-цинковой – либо коровые, либо смешанные мантийно-коровые комплексы; • по мере усиления степени дифференциации рудовмещающих субмаринных вулканических комплексов натровые вулканиты сменяются калинатровыми.